Шельф Восточно-Арктических морей в антропогене прошел сложную историю развития на фоне неоднократных трансгрессий и регрессий Северного Ледовитого океана, связанных с гляциоэвстатическими причинами. В связи со значительной отмелостью (средние глубины 15-20 м) субаэральные и субаквальные условия здесь сменялись на обширных пространствах. Падение уровня лишь на 50 м осушало полосу суши шириной до 90 км в западной и 300-400 км в восточной частях моря Лаптевых. В Восточно-Сибирском море субаэральные условия продвигались на север на 350, а в Чукотском - на 200 км.

Исходя из того, что число трансгрессий и регрессий в общем совпадает с числом оледенений и межледниковий [Curray, 1961; Shepard, 1963; Fairbridge, 1961], можно с уверенностью сказать, что на шельфе должны были сформироваться сложно построенные толщи морских и континентальных отложений. Однако, как для других районов Мирового океана [Каплин, 1978], так и для Восточно-Арктических морей, у нас практически не только не имеется данных о масштабах регрессий, но и материалы по уровням, превышавшим современный, крайне неполны, противоречивы и трудно сопоставимы с другими регионами. Число, возраст и абсолютные отметки морских плейстоценовых террас, выделенных многими авторами на суше [Стрелков, 1965; Иванов, 1972; Пуминов, 1975; Петров, 1976; Валпетер, 1978, и др.], плохо согласуются для различных районов. Это объясняется, вероятно, ошибками в определении генезиса плохо охарактеризованных фаунистически террасовых уровней. При этом высота береговых линий скорее свидетельствует о скорости и направлении тектонических и изостатических движений, чем о границах трансгрессий.

В целом наиболее достоверные данные, которыми мы располагаем, относятся к последней фландрской (послеледниковой) трансгрессии, причем и для нее начальный уровень Мирового океана пока не установлен.

Последние два десятилетия в литературе уровнем максимальной регрессии считается -88 м [Fairbridge 1961; Shepard, 1963], -100 м [Суетова, 1974], глубже -70 м [Каплин, 1978], -125 м [Бадюков, 1978] и т.д.

В литературе о Полярном бассейне уровень максимальной регрессии принимается на основании данных по другим районам Мирового океана, за исключением нескольких работ [Creager, McManus, 1965; Holmes, Creager, 1974; Ласточкин, 1977, и др.]. Тем не менее, вопрос о границе суши на севере в сартанское время имеет существенное значение как для решения проблемы Берингова "моста", так и при установлении региональных особенностей хода уровня в позднем плейстоцене и голоцене, а следовательно, при корреляции с другими морями. Попытаемся рассмотреть имеющиеся у нас геоморфологические данные, а также материалы других исследователей, касающиеся строения современного шельфа Восточно-Арктических морей.

Геоморфологическое дешифрирование показало, что шельф Восточно-Арктических морей представляет собой продолжение приморских равнин, затопленных в процессе послеледниковой трансгрессии. Здесь получили развитие субгоризонтальные низменные аккумулятивные аллювиально-морские, денудационные и эрозионно-денудационные равнины и плато, вторично расчлененные относительно приподнятые озерно-аллювиальные равнины и возвышенности ледникового и водно-ледникового генезиса, в различной степени переработанные морем.

Дешифрируются не только типы рельефа водораздельных пространств, но и крупные долинные системы, обнаруживающие связь с современной речной сетью, фиксирующие различные стадии ее развития и внутридолинные перестройки.

В современном рельефе шельфа моря Лаптевых прослеживаются четыре долинные системы: пра-Хатанги - Анабара, Лены - Оленька, собственно Лены (Западная Лена), Лены - Омолоя (Восточная Лена) и пра-Яны. При этом сток через долины Лены - Оленька и Лены - Омолоя был более длительным и мощным, а сами долины лучше разработаны, чем долина, считающаяся долиной собственно Лены.

На Восточно-Сибирском шельфе имеются две крупные долинные системы пра-Индигирки и пра-Колымы; на Чукотском шельфе долина Чукотского желоба и генерации так называемой долины Хоуп. Необходимо отметить, что долины, расположенные на шельфе Чукотского моря, не идентифицируются с современной речной сетью Северной Чукотки, так как последние, относительно молодые, являются притоками более низких порядков по отношению к затопленным долинам.

Затопленные долины были выявлены не только на основании целого комплекса дешифрировочных признаков: общий рисунок эрозионной сети, свойственный равнинным речным системам, характер сочленения главных долин и притоков, генеральное направление стока к краю шельфа, поперечные профили долин, характеризующиеся развитием целого комплекса террас (Чукотский желоб, пра-Колыма, Чаунская долина и др.), но их существование подтверждается и сейсмоакустическим профилированием [Вейнбергс, 1978; Валпетер, 1978]. На Чукотском шельфе в долинах, являющихся притоками Чукотского желоба, было установлено несколько (до четырех) погребенных врезов. Все долинные системы, насколько позволяют судить наши данные, заканчиваются в районе изобаты 50 м. Здесь в наиболее крупных из них обнаружены затопленные дельты, маркирующие стояние уровня на отметках -50 -55 м. Дельты на таких глубинах имеются в долинах пра-Колымы, пра-Яны, Восточной Лены и долине Хоуп. По данным Кригера и Мак-Мануса [Creager, McManus 1965], дельта в долине р. Хоуп, привязанная к отметкам -50 -55 м, датируется возрастом около 17 тыс. лет, а дельта в долине пра-Яны на глубине -50 -53 м, по Холмсу и Кригеру [Holmes, Creager, 1965], также относится ко времени около 15 тыс. лет назад.

Глубже этих отметок следы долинной сети теряются, прослеживаются лишь тальвеги водотоков, сеть которых имеет изометрический рисунок. Сток в этих тальвегах имел самые различные направления, при этом складывается впечатление, что водотоки на отдельных участках соединяли полузамкнутые бассейны, а рельеф между этими понижениями глубже 50-55 м зачастую напоминает слившиеся конусы выноса.

Особенности строения затопленной долинной сети наталкивают на мысль, что 17-15 тыс. лет назад, т.е. в конце позднего плейстоцена, сток в долинах был привязан к уровню -50 -55 м.

Изучение рельефа, созданного на шельфе собственно морем в процессе послеледниковой трансгрессии, не противоречит этому выводу. Как уже неоднократно указывалось, на шельфе Восточно-Арктических морей выделяются абразионно-аккумулятивные поверхности на глубинах 50-55 м, 40-45, 33-35, 30, 25-27, 18-22, 15, 9 м. К этим отметкам приурочены береговые формы, представленные барами, косами, пересыпями, лагунами, абразионными уступами и т.д. [Морозова и др., 1978; Валпетер, 1978; Вейнбергс, 1978 и др.]. Значительное число наиболее крупных аккумулятивных форм приурочено к участкам, на которых фиксируются затопленные дельты, что определенно связано с влиянием твердого стока рек. Береговые формы и расположенные на тех же отметках внутренние дельты маркируют стабилизации уровня послеледниковой трансгрессии.

Глубже отметок -50-55 м не обнаруживается ни реликтов береговых форм, ни других выраженных в рельефе следов стабилизации уровня моря. На этих глубинах в рельефе шельфа фиксируется ступень, которая, по-видимому, разделяет области с различными условиями рельефообразования.

Если принять во внимание все сказанное, то либо следует признать, что уровень регрессии не опускался на Восточно-Арктическом шельфе ниже 50-метровых отметок, либо для стока рек здесь существовал какой-то барьер, препятствовавший продвижению долин на север.

По всей вероятности, уровень Восточно-Арктических морей, как и всего Мирового океана, опускался до глубин около 100 м. Однако из-за суровых климатических условий [Будыко, 1974] Северный Ледовитый океан был покрыт мощным покровом морского льда. Ввиду того, что бровка шельфа Восточно-Арктических морей в среднем расположена на отметках -100 -110 м, во время регрессии ледовый панцирь занимал всю океаническую впадину. В годы, когда акватория не вскрывалась, сток рек, как он ни был мал, частично подпруживался льдом и распластывался в прибрежной полосе, образуя цепочку озер, береговая линия которых и обнаруживается на глубинах 50-55 м. Наиболее крупные реки пробивали себе долины во льду и стекали в океан через каньон, при этом значительную часть стока они сгружали у края ледового панциря, наращивавшего свой край за счет пресного льда, замерзавшего зимой на озерах.

По всей видимости, ледовый панцирь не был таким, каким его рисует М.Г. Гросвальд [1977], так как формы ледникового рельефа в виде конечно-моренных гряд горно-долинных и выводных ледников были отдешифрированы нами лишь в северной части Хатангского залива и Беринговом заливе. Наличие конечно-моренных гряд, относящихся к сартанскому оледенению в Беринговом проливе, подтверждается материалами Куммера и Кригера [Kummer, Creager, 1971], И.Г. Авенариус и др. [1982]. Кроме того, они были обнаружены и изучены во время совместных работ МГУ и ИОАН им. Ширшова АН СССР на судне "Дмитрий Лаптев".

Гипотеза ледового панциря в нашем понимании объясняет сохранность субаэрального рельефа на шельфе Восточно-Арктических морей и кажущееся несоответствие уровня максимальной регрессии в западном и восточном секторах Советской Арктики. В Баренцевом и Карском морях береговые уровни прослеживаются на глубинах 100-120 м и глубже [Ласточкин, 1977]. «Нормальное» положение уровня в позднем плейстоцене объясняется здесь наличием значительно больших глубин на шельфе, а следовательно, свободным стоком рек в океан.

В Восточно-Арктических морях, где, как уже говорилось, уровень стоял у самой бровки шельфа, в зимние периоды происходило смерзание льда с подстилающей поверхностью, и у его края формировалась ступень, на которой образовывались озера и сгружался основной объем твердого стока.

Литература

Авенариус И.Г., Трещов А.А., Лопатин Б.Г., Дегтяренко Ю.П. Морфоструктурный план и некоторые вопросы палеогеографии плейстоцена-голоцена шельфа залива Креста (Берингово море) - В кн.: Проблемы четвертичной истории шельфа. М.: Наука, 1982, с. 86-98.

Бадюков Д.Д. Колебания уровня моря и развитие шельфов в позднем плейстоцене и голоцене. - В кн.: Теоретические и методологические основы комплексного изучения и освоения шельфов. Л.: ВГО, 1978, с. 48-49.

Будыко М.В. Климаты Земли. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 280 с.

Валпетер А.П. Характерные черты рельефа прибрежного шельфа Восточно-Сибирского моря и их значение для палеографических реконструкций. - В кн.: География и геоморфология шельфа. М.: Наука, 1978, с. 134-139.

Вейнбергс И.Г. Затопленные речные долины на шельфе и связь их образования с колебаниями уровня Мирового океана (на примере шельфа Восточно-Сибирского моря и юго-восточной части Охотского моря). - В кн.: География и геоморфология шельфа. М.: Наука, 1978, с. 37-42.

Гросвальд М.Г. Последний Евроазиатский ледниковый покров. - В кн.: Материалы гляциологических исследований. М.: Наука, 1977, с. 19-23. (Хроника, обсуждения; Вып. 30).

Иванов О.А. Стратиграфия и корреляция неогеновых и четвертичных отложений субарктических равнин Северо-Востока СССР. - В кн.: Проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1972, с. 91-96.

Каплин П.А. Развитие шельфовой зоны в плейстоцене. - В кн.: Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978,с. 157-164.

Ласточкин А.Н. Подводные долины северных морей СССР. - Изв. ВГО, 1977. т. 109. Вып. 5. с. 212-217.

Морозова Л.Н., Бирюков В.Ю., Волкова Н.А. Основные черты развития Чукотского моря в послеледниковое время. - В кн.: Исследования прибрежных равнин и шельфа арктических морей. М.: Изд-во МГУ, 1978, с. 75-81.

Морозова Л.Н., Бирюков В.Ю., Волкова Н.А., Жиндарев Н.А. Особенности морфологии внутренней зоны шельфа Чукотского моря. - В кн.: Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978, с. 131-134.

Петров О.М. Геологическая история Берингова пролива в позднем кайнозое. - В кн.: Берингия в кайнозое. Владивосток, 1976, с. 26-28.

Пуминов А.П. Корреляция позднекайнозойских береговых линий Чукотского моря. - В кн.: Геология моря. Л., 1975, с. 35-48. (Тр. НИИГА; Вып. 4).

Стрелков А.С. Север Сибири. М.: Наука, 1965.336 с.

Суетова И.А. Количественная оценка амплитуд гляциоэвстатических трансгрессий и регрессий океана. - Baltica, 1974, t. 5, с. 47-54.

Creager J.S., McManus D.A. Pleistocene drainage patterns on the floor of the Chukchi Sea.- Mar. Geol., 1965, N 3, p. 279-290.

Curray J.R. Late Quarternary sea level: A discussion. - Bull. Geol. Soc. Amer, 1961, vol. 72, p. 1707-1712.

Fairbridge R.W. Eustatic changes in sea level. - Phys. Earth, 1961. Vol. 4, p. 99-185.

Holmes M.L., Creager J.S. Holocene history of the Laptev Sea continental shelf. - In: Marine geology and oceanography of the Arctic Seas. 1974, p. 211-229.

Kummer J.T., Creager J.S. Marine geology and Cenozoic history of the Gulf of Anadyr. - Mar. Geol., 1971, vol. 10 N 4 p. 362-367.

Shepard F.P. Thirty five thousand years Of sea level. - In: Essay in marine geology in honour of K.O. Emery. Los Angeles, 1963, p. 1-10.

Ссылка на статью:

Морозова Л.Н. Уровень позднеплейстоценовой (сартанской) регрессии на шельфе Восточно-Арктических морей. – В кн.: Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М., «Наука», 1985, с. 85-88.